Рельєф. Материкові окраїни майже скрізь виражені досить чітко. Береги материків облямовує вузька смуга шельфу. Лише в Перській затоці, поблизу берегів Пакистану, Західної Індії, а також у Бенгальській затоці, в Андаманському, Тіморському та Арафурському морях шельф розширюється до 300—350 км, а в затоці Карпентарія — до 700 км. Монотонність рельєфу цих ді­лянок порушується кораловими спорудами та затопленими річ­ковими долинами.

На глибині 100—200 м утворюється крутий материковий схил, розчленований вузькими глибокими каньйонами, що по­чинаються здебільшого в гирлах річок. Особливо багато їх на африканському схилі вздовж Кенії та Сомалі. Нерідко каньйони розгалужуються на кілька рукавів, через які виноситься річко­вий намул. Осідаючи біля підніжжя схилу, намул утворює вели­чезні підводні дельти, що зливаються в нахилену акумулятивну рівнину. Особливо великі конуси сформувалися в пригирлових частинах Гангу та Інду.

Австралійський схил на відміну від африканського біль­ший, і ускладнений кількома плато — Ексмут, Натураліста, Кюв'є та ін.

Перехідна зона виражена лише на північному сході. Тут знаходиться улоговина Андаманського моря, внутрішня острівна дуга Зондського архіпелагу, паралельний до дуги крутий підвод­ний хребет, що включає Андаманські й Нікобарські острови, та глибоководний Зондський жолоб, що простягається на 4000 км уздовж островів Ява й Суматра від Малих Зондських островів до узбережжя М'янми (Бірми). В цьому жолобі встановлено макси­мальну глибину Індійського океану — 7729 м. Для перехідної зони характерні виверження і вулканізм. У Зондській затоці знаходяться острів і вулкан Кракатау, який став всесвітньовідомим внаслідок його катастрофічного вибуху в серпні 1883 р.

Серединний хребет — одна з визначних форм рельєфу дна. Загальна довжина серединно-океанічних хребтів близько 20 000 км, ширина — від 150 до 1000 км, висота — від 2,5 до 4,0 км. Важливою особливістю рифтових зон Серединно-Індійського хребта є їхні продовження на материках. У західній частині Аденської затоки зона розломів розгалужується на дві частини. Одне відгалуження прямує на північ у вигляді Червономорського рифту, друге повертає на захід, утворюючи систему східно-африканських розломів.

Серединний хребет поділяє ложе Індійського океану на три сегменти: Африканський, Азійсько-Австралійський та Антарктичний. В кожному з цих сегментів виявлено ряд інших хребтів. Так, посередині Азійсько-Австралійського сегмента над ложем океану здіймається високий Східно-Індійський хребет, що пря­молінійно простягнувся в меридіональному напрямі більш як на 5000 км. Це система вузьких горстів з плоскими вершинами. До нього на півдні прилягає широтний Західно-Австралійський хребет. Це також горст, але асиметричний, з положистим пів­нічним і крутим південним схилами. Глибина води над найви­щою його точкою лише 563 м. У північній частині сегмента знаходиться Мальдівський хребет, що складається з серії плато-подібних неглибоких банок із кораловими рифами.

В Антарктичному сегменті вирізняється хребет Кергелен з підводними вулканами. Один із масивів цього хребта утворює базальтовий острів Кергелен.

В Африканському сегменті найвищими є хребти Мадагас­карський та Маскаренський. Крім того, тут виокремлюють плато Агульяс, хребти Чейн, Амірантський та Мозамбіцький.

Ложе океану системою підводних хребтів поділено на великі улоговини. Найважливіші з них — Центральна, Західно-Австра-лійська, Південно-Австралійська, Австрало-Антарктична, Мада­гаскарська, Маскаренська, Мозамбіцька, Сомалійська, Аравій­ська. Є ще ряд менших, а всьогов океані 24 улоговини.

Рельєф дна улоговин різний. Його складають переважно абі­сально-горбисті рівнини, серед яких вирізняються групи підвод­них гір. В окремих улоговинах рівнини хвилясто-горбисті, як-от рівнина Агульяс. Плоскими абісальними рівнинами можна вважати Аравійську та Центральну улоговини, заповнені нано­сами річок Інд і Ганг.

У багатьох улоговинах над дном здіймаються окремі підводні гори: Афанасія Нікітіна, Бардіна, Курчатова та ін.

Донні відклади. У сучасному нагромадженні донних осадів виявляється чітка широтно-кліматична, циркумконтинентальна та вертикальна зональність. Уздовж континентів на периферії океану поширені теригенні відклади. В північній частині океану вони займають великі площі — адже сюди потрапляє багато намулу з річок Інд, Ганг із Брахмапутрою та Іраваді. Вздовж Зондської острівної дуги до теригенних примішуються вулканіч­ні відклади.

На глибинах до 4000 м майже скрізь поширені вапнякові переважно форамініферові й коколітові намули, що вкривають майже половину дна океану. На більших глибинах залягають червоні глини з залізомарганцевими конкреціями, з великим вмістом заліза (6—26 %), марганцю (11—30 оксиду алюмінію (5—10 %) та нікелю (0,5 %).

Широтна зональність виявляється в поступовій зміні відкладів. У низьких широтах переважає карбонатний форамініферо­вий намул, а на малих глибинах поширені коралові відклади. В екваторіальній зоні добре виражена смуга радіолярієвих намулів, але вона не суцільна, як у Тихому океані, бо розривається мери­діональними хребтами, на вершинах яких нагромаджуються кар­бонатні відклади. У високих широтах дно океану вкрите широ­кою смугою діатомових намулів. Уздовж Антарктиди багато айсбергових відкладів.

Найбільша товща відкладів сформувалась на півночі океану в Аравійській улоговині та в північній частині Центральної улого­вини, куди потрапляє велика кількість наносів з Євразійського материка. Найменше відкладів (до 100 м) в улоговині Крозе, Західно-Австралійській та в південній частині Центральної уло­говини. На гребенях і схилах підводних хребтів товщина відкла­дів від 300 до 1000 м. В осьовій зоні серединно-океанічних хребтів осадів дуже мало, місцями немає зовсім, і на поверхню виступають базальти.

Клімат. У північній частині океану вирішальну роль у форму­ванні циркуляції атмосфери і кліматичних особливостей відіграє велетенський масив суходолу, що оточує океан з півночі. Нерівномірне прогрівання води й суходолу сприяє утворенню сезон­них баричних систем, які породжують мусонну циркуляцію. Провідну роль у формуванні сезонних вітрів відіграє Південна й Південно-Східна Азія. Сюди не заходять циклони, тут рідко змінюються температури повітря, що властиве тропічним широтам.

У січні зона найвищої температури повітря розміщується на південь від екватора. Євразійський материк в цей час сильно охолоджується, і над ним формується область високого тиску. Над океаном установлюється низький тиск. Контрасти темпера­тури і тиску є причиною формування північно-східного мусону. Зимовий мусон значно слабший від літнього. Середня його швидкість становить 2—4 м/с. Це зумовлено тим, що гірські хребти Гімалаїв та Іранського нагір'я затримують холодне повіт­ря з півночі та обмежують розвиток північно-східного вітру.

Навесні суходіл швидко нагрівається, і вже у травні — червні температура повітря досягає +40 °С. Тут встановлюється зона низького тиску, завдяки чому влітку повітря рухається з моря. Південно-східний пасат, перетнувши екватор і потрапивши в зону цієї області, повертає праворуч, поступово підсилюється і . перетворюється в південно-західний мусон. Цей порівняно стійкий і сильний вітер, що має швидкість 8—10 м/с, в Аравійському морі іноді стає штормовим. Підсиленню літнього мусону сприяють також Гімалаї, які змушують вологе повітря підніматись. При цьому вивільнюється величезна кількість при­хованої теплоти пароутворення, яка й витрачається на підтрим­ку мусонної циркуляції.

Літній мусон починається в червні — липні, приносячи в Індію велику хмарність, грози, штормові вітри. Його запізнення або послаблення викликає в Індії посуху, а надмірні опади призводять до катастрофічних повеней.

Вплив Африканського континенту на розвиток мусонів по­значається на відстані 800 км. Завдяки сукупній дії Азії та Африки мусонами охоплюється акваторія Аравійського моря і частина приекваторної зони океану.

Отож, у північній частині океану є два основні сезони: тепла і тиха зима з ясним небом і слабким північно-східним мусоном та вологе, хмарне, дощове літо з сильними штормами. Це класична область тропічних мусонів.

Зовсім інша циркуляція атмосфери над рештою акваторії океану. На північ від 10° пд. ш. переважає південно-східний пасат, який дме від субтропічної області високого тиску до екваторіальної депресії. Далі на південь від індійського макси­муму між 40 і 55° пд. ш. дмуть сильні західні вітри помірних широт. Середня швидкість їх 8—14 м/с, але досить часто вони переростають у шторми.

Однією з важливих особливостей атмосферної циркуляції є постійні західні вітри в екваторіальній зоні східної частини океану. Як гадають учені, ці вітри виникають під дією барично­го мінімуму, що панує над островами Індонезії.

Індійському океанові властиві тропічні циклони. Заро­джуються вони найчастіше в Аравійському морі в період міжсе­зоння, коли тиха поверхня води прогрівається до +30 °С.

Рухаючись на північ до берегів Індії, Пакистану та Бангла­деш, вони спричинюють великі руйнування і людські жертви. Катастрофічні наслідки мав ураган у листопаді 1970 р., від якого загинуло 300 тис. осіб. Такі урагани, але вдвоє рідше, заро­джуються в Бенгальській затоці біля Маскаренських островів та на північному узбережжі Австралії.

Повітря найінтенсивніше нагрівається в екваторіально-тропічній зоні, де середньомісячні температури досягають +27, +32 °С, а на півночі Аравійського моря та в Бенгальській затоці — +40 °С. Повітря тут на 0,5—1,0 °С завжди холодніше від води і лише в місцях апвелінгу тепліше.

У високих широтах температура повітря знижується, зокрема в узбережній зоні Антарктиди до -50 °С.

Абсолютна вологість повітря відповідає розподілові темпера­тури. Найбільші середньомісячні величини (32—34 мб) харак­терні для північної частини Аравійського моря та Бенгальської затоки, найменші — для приантарктичної зони.

Відносна вологість не буває нижчою 60 % і не перевищує 85 %, окрім районів Антарктиди, де вона завжди вища 90 %. Райони з перенасиченим повітрям є одночасно районами частих туманів.

Хмарність і опади над океаном залежать від розвитку конвек­ції та фронтальних зон. Значна хмарність розвивається у внутрішньотропічній зоні конвекції. Разом із купчасто-дощови­ми хмарами, що досягають висоти 16 км, тут розвиваються шарувато-купчасті та висококупчасті хмари. Останні часто вишиковуються в окремі пасма на сотні кілометрів. Опади бувають у вигляді короткочасних злив і становлять у середньому 2000—3000 мм на рік.

У зоні пасатів і північно-східних мусонів розвиток хмарності обмежується наявністю на висоті 1—2 км шару інверсії. Тут типові слаборозвинуті купчасті хмари гарної погоди. Опадів мало. Поблизу берегів Аравії у Червоному морі та Перській затоці вони не перевищують 100 мм на рік. Зовсім інша хмарність формується над холодною Західно-Австралійською течією, де замість купчастих хмар над поверхнею води нави­сають густі шарувато-купчасті хмари без опадів. Випарування в цих зонах перевищує опади на 500—1000 мм.

У помірних і високих широтах хмарність різко збільшується, розвиваються як фронтальні, так і конвекційні хмари, що дають опади протягом усього року. їхня кількість не перевищує 1000— 2000 мм. Попри сильні вітри, випарування в помірному поясі незначне, бо повітря насичене вологою достатньо. Опади при­близно на 500—1000 мм перевищують випарування.